地域地質研究報告
５万分の１図幅
東京（8） 第 105 号
地質部 沢村孝之助
地質部 角清愛
地質部 小野晃司
地質部 盛谷智之
昭和 45 年
地質調査所
目次 I. 地形 II. 地質 II.1 研究史 II.2 層序 II.3 湯ケ島層群 II.4 白川玄武岩類 II.5 白浜層群 II.5.1 玄武岩類 II.5.2 無斑晶質安山岩類 II.5.3 石英安山岩類 II.5.4 白色凝灰岩類 II.5.5 流紋岩類 II.5.6 石灰岩 II.5.7 凝灰質砂岩類 II.5.8 凝灰質シルト岩類 II.5.9 輝石安山岩類 II.5.10 構造 II.5.11 湯ケ島・白浜両層群の関係 II.6 岩脈 II.7 猫越石英安山岩類 II.8 長九郎安山岩類 II.9 蛇石火山 II.10 天城火山 II.10.1 輝石安山岩 II.10.2 稲取泥流 II.10.3 玄武岩類 II.10.4 石英安山岩質軽石 II.11 段丘砂礫層 II.12 崖錐 II.13 砂丘 II.14 沖積層 III. 応用地質 III.1 浅熱水性鉱脈型鉱床 III.2 堆積性マンガン鉱床 III.3 熱水性交代鉱床 III.4 石材 III.5 温泉 文献 Abstract
地域地質研究報告
５万分の１地質図幅
（昭和 44 年稿）
東京（8） 第 105 号
本地域の野外調査研究は昭和 31 年 1 月から 3 月にかけて行なわれた。 その東部については小野晃司， 南部については角清愛， その他については沢村孝之助が担当し， 採集した貝化石の同定は水野篤行技官をわずらわした。 これにより， 地質の大勢は明らかとなったものの， 湯ケ島層群と白浜層群の層序関係， また含有貝化石群の解釈に疑問が生じ， さらに担当者の１人の転出のために， 結論を得るまでには至らなかった。
昭和 40 年 3 月， 西部区域に対して沢村と盛谷により， 昭和 43 年 11 月には東部について沢村が， 昭和 44 年 1 月には関係者により全域について再検討が行なわれた。 この地域は全般的に表土が著しく厚く， また珪化作用に伴う変質が広く生じているために， なお充分検討すべき点が多く残されているが， 現在までに得られた知見も， 今後の研究の基礎として寄与するところが大きいと考えられるので， ここに発表することとした。 このようなまとめについての責任は沢村にある。
なお， 沢村ら（盛谷・沢村， 1965）により提唱された「仁科層群」については， その「仁科累層」は湯ケ島層群の一部とすべきことが明らかとなったので， 仁科層群名はここで撤回する。 また「白川累層」は白川玄武岩類と改称したことをここに記す。
静岡大学の鮫島輝彦助教授には， Lepidocyclina の新産地について教示戴いた。 厚く謝意を表する。
本地域は伊豆半島南半の中心部を占めており， ほとんどが丘稜性の山地からなっている。 稜線はしばしば定高性をよく示し， その山腹は急傾斜して， 小河谷に深く刻まれている。 その裾は不連続的に沖積地に接し， 段丘はほとんど存在しない。 山腹は一般に数 m にも及ぶ厚い表土に覆われており， 岩石の露頭に乏しい。
本地域での最高点は北東部を構成する天城火山の山体にあり， 海抜 1,050 m を示す [ 天城火山の山頂の 万三郎 岳（1,406 m）は本図幅の北東隣の伊東図幅地域内にある ] 。 天城火山の基盤をなす第三系も， その付近で高く， これから南西に向かって， 猿 山， 長九郎 山へと海抜 1,000 m 前後の山稜を形成している。 これがこの地域の脊梁となっており， 海岸に向かって漸次 高度が低くなる。 その概形をみると， 本地域中央の 婆娑羅 山を頂点とし， 本地城北縁を頂辺とする倒立三角形をなす地区に海抜 600 m 以上の高所が存在し， また 500 m 以上のところは 婆娑羅山の南方の 岩樟園 を頂点とする同様の三角形中にあるなど， この地域の地形の概略は伊豆半島の現在の形と調和的である。
河川の流路には著しい方向性が認められる。 [ 松崎町の北方で駿河湾に注ぐ ] 仁科川， [ 図幅地域東端・南北中央付近で相模湾に注ぐ ] 川津川 [ ← 河津川 ? ] ， [ 図幅地域南端近く・やや西側の ] 青野川などのように， 北東 - 南西あるいはこれに直交する方向を示すものと， [ 下田港に流入する ] 稲生沢 川， [ 松崎町の南方で駿河湾に注ぐ ] 岩科 川など東西に流れ， ときに南北方向を示すものとがある。 これらの２種類の河川は， ほぼ同程度の規模で発達している。 この整然とした流路は断層谷を意味するものと考えられる。 地質図上に示した断層もこの方向をとっている。 しかし， 規模の大きな断層は河川の流路に沿っているという例は少ない。
段丘はきわめて貧弱で， 川津川沿いの梨本部落付近， 下田の北方の 宇土金 [ ← 婆娑羅山の東方 6 km ] 付近で稲生沢川支流沿いなどにやや広くみられる以外は， ほんの断片にすぎない。
海岸はほとんどが沈降地形を示しており， 海食崖がよく発達している。 砂浜のみられるのは， 下田の北東方の白浜海岸にすぎず， ここにのみ砂丘が存在している。 各河川の河口部には沖積地がよく発達するが， いずれも幅が狭く， 松崎で 1 km に達するのみである。
伊豆半島の地質は， 本邦最初の 20 万分の１地質図幅として1885 年に西山正吾により調査されて以来， 多くの調査研究がなされている。 この地域の第三系の層序が細分されたのは 1931 年であって， 田山利三郎と新野弘が北伊豆地震の調査に従事して， 南伊豆地方の路線地質図を発表し， [ 第三紀 中新世～鮮新世の ] 湯ヶ島統， 下田統と [ 第三紀 鮮新世～更新世の ] 城 層の不整合関係で重なる３層準を認めて， さらに下田統を白浜層群を含む４層群からなるものとした。 この区分は伊豆半島の地質の大綱を把握したものであるが， 変質の著しい岩石は湯ヶ島統と判定したこと， 貝化石および [ 絶滅した大型有孔虫化石である ] Lepidocyclina を含む地層を白浜層群としたことなどに対して， 個々の地域で反論が行なわれるようになった。 例えば， 徳田・大塚（1936）は 下田の東方の湯ヶ島層群中の砂岩に産する貝化石が白浜層群のそれと差異のないこと， また， 久野・小池（1949）は， 修善寺の東方で， 下白岩 に産する Lepidocyclina を含む砂岩が変質安山岩に整合であり， 中間に存在する礫岩は基底礫岩ではないとし， Lepidocyclina は湯ヶ島層群の時代を示すものとした。 その後， 斎藤（SAITO， 1963）は， 下白岩で Lepidocyclina に伴う浮遊性有孔虫を検討して， これが Globorotalia mayeri zone に属するものであり， 本邦一般の Lepidocyclina より若い時代であることを指摘した。 南伊豆の各所にも小石灰岩体が散在し， これに Lepidocyclina がしばしば含まれていることが逐次明らかとなってきて， 盛谷・沢村（1965）は， これらが白浜層群の基底部付近に限られることを述べた。 伊豆半島の Lepidocyclina が一般よりも若い時代を示すものであるか否かは 多くの議論があり（茂木， 1961 ; 北村・他， 1968 ; 鮫島・他， 1968 ; 松丸， 1968）， 一致するまでにはいたっていない。
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田山・新野,
1931
（伊豆南部） |
沢村,
1955
（修善寺図幅） |
角,
1958
（神子元島図幅） |
盛谷・沢村,
1965
（松崎周辺） |
鮫島ほか,
1968
（伊豆半島） |
北村ほか,
1968
（伊豆半島） | ||||||
| … | |||||||||||
湯ヶ島層群と白浜層群との不整合関係は， 渡部・他（1952）が， 下田の東方で詳細に検討した。 彼らは それまでは変質安山岩を挾むことが湯ヶ島層群とされていたものの一部を 板見層として白浜層群の下部と認め， その上位を占める原田層（田山らの白浜層群）が 著しい追覆関係で湯ヶ島層群に接することを明らかにして， 白浜層群の堆積時には， 起伏の著しい湯ヶ島層群からなる山地が存在したことを示した。
北村ら（1968）は 部分的不整合の考えで 「湯ヶ島層群の形成は他のグリンタフ地域と同じ条件下で行なわれ， 次の堆積期には火山岩類が隆起地域で活動を続け（不整合関係）, その周辺部に浅海 - 瀕海性の環境があり 貝化石を産する地層の堆積を行なっていた（整合関係）もので， 伊豆半島のほとんど大半は すでに隆起帯として海面上にあらわれていたものと解される」 と述べている。 これに対して鮫島ら（1968）は， 湯ヶ島層群と白浜層群との間の全般的不整合を考えている （次の「II.2 層序」の項で示す第 2 表参照）。
このように， 根本的な点で意見の対立があるのは， 露頭が不充分で重要な関係が確認されぬこと， すべて火山性の堆積物で岩相変化の著しいことに加えて， 硫気変質作用が局地的に強く発達しており， しかもこれが種々の時期に生じていることなどが原因となり， 地質状況の解明が未だ不充分なためといえよう。
伊豆半島の第三系の層序については， 前節で述べたように大きく対立する見解があるが， 今回の調査では， この下田地域に関する限り， 基本的には田山・新野（1931）の見解が妥当と考えられる結果を得た。 両氏は当地域の第三系を湯ヶ島統と下田統とに２分して， その間は不整合関係とした。 ここでもこの見解をとる。 しかし， 現在では， 湯ヶ島層群， 白浜層群の名称が一般に使用されているので， ここでも下田統の名は用いないことにした。 また両氏は下田統を下位から 青市・ 立岩・ 白浜・ 松崎の４層群に区分し， それぞれ 含礫集塊岩・ 白色凝灰岩・ 含化石砂岩と凝灰岩・ 輝石安山岩質集塊岩からなるとした。 これらは， 大局的には「下田統」中の層序的位置をもってはいるけれども， むしろ岩相区分名であり， 互いに入組んで明確な境で区分することは不可能なので， ここではそれらの名称は用いないことにした。 本地域の層序を第 2 表に示した。
| 時代 | 層序 | 備考 | ||||
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本地域にみられる最も古い地層は湯ヶ島層群である。 海底火山活動に伴って堆積したもので， 輝石安山岩類が下部を占め， 軽石凝灰岩を介在する凝灰質砂岩類を中部として， 上部は酸性の安山岩類からなり， 全層厚は 3,500 m を超えている。 本地域に産した貝化石群は 修善寺図幅地域の湯ヶ島付近に産した化石群集（沢村， 1955）とは種構成がやや異なり， むしろ白浜層群の化石群と共通する点が多い （次の「II.3 湯ヶ島層群」の項で示す第 3 表参照）。 しかし， それらは時代を明確に指示するものではない。 ここでは本層群 [ = 湯ヶ島層群 ] の時代を中新世前期ないし中期と考える。 本層群は， 東西性あるいは北西 - 南東方向の軸をもつ， ゆるやかな褶曲構造をもつが， その後の断層により分離され地塊化している。 しかし， 地層の傾斜は通常は 30°前後の緩いものである。
湯ヶ島層群を不整合に覆って， 白川玄武岩類が存在する。 その分布は狭いが， 厚さは約 700 m に達する。 凝灰質砂岩ないしシルト岩をしばしば挾み， 海底に堆積したものと考えられるが， 化石はみいだし得なかった。
これらを不整合に覆って白浜層群が広大な面積を占め， 分布する。 起伏の激しい基盤地形を示す浅海に堆積したもので， 玄武岩から流紋岩にいたる種々の熔岩を伴っている。 大局的にみると， 下部は主として石英安山岩類からなり， 中部は凝灰質岩ないしシルト岩， 上部は輝石安山岩類からなり， 700 m 前後の厚さをもつと考えられる。 その基底部近くには石灰岩がしばしば存在し， これに Lepidocyclina が含まれている。 また凝灰質砂岩には貝化石を多産し（次の「II.3 湯ヶ島層群」の項で示す第 3 表参照）， それらは中新世後期を示す（ 土 ， 1965）。 Lepidocyclina はこれまで中新世前期の示準化石とされてきたが， 水野（1957）は貝化石群との共出関係から， 白浜層群は中新世中（?）- 後期であると考えた。 また， 斎藤（1963）は浮遊性有孔虫の研究から， Lepidocyclina を産する地層に Late Helvetian（中新世中期）のものがあることを示した。 以上から， ここでは白浜層群全体の時代を中新世中期から後期にわたるものと考える。
本層群 [ = 白浜層群 ] は断層に切られ地塊化し， 断層に接近しては地層は急傾斜を示すことがあるが， 全般的には 10°前後の緩傾斜をもち盆状構造を繰返すと考えられる。 白浜層群中の火山活動の大部分は水中で行なわれたものらしいが， その最後期には陸化していたかもしれない。 これより後， この地域全体は陸化した。
上記岩類を貫いて， 本地域には数多くの多様な岩脈がみられる。 閃緑玢岩・石英閃緑玢岩 [ P ? ] は湯ヶ島層群とともに白浜層群をも貫いている。 また， 白浜層群の上部を占める輝石安山岩類 [ Sp1 and Sp2 ? ] までも貫いて， 巨大な石英安山岩岩体 [ D ? ] が存在する。 これは， その巨大さにもかかわらず， 深成岩相を示す部分はまったく認められない。
白浜層群との関係は不明であるが， ほぼ水平に分布し， 湯ヶ島層群を不整合に覆う 猫越 石英安山岩が， ごく狭く存在する。 厚さは約 400 m で， 砂礫層を挾在する。 時代を示すものはないが， 修善寺図幅に従って鮮新世前期と考える。
本地域のほぼ中央に， ひどく開析された火山体の残片である長九郎安山岩類 [ C ] がみられる。 石英含有普通輝石安山岩の熔岩からなり， 鮮新世後期の生成と考えられる。
南西区域には 蛇石 火山 [ J ] がみられる。 火口状の低地を数ヵ所にもつ熔岩台地を形成しており， 橄欖石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩からなる。 第四紀の初期の生成と考えたが， 鮮新世後期の可能性も否定されない。
北東区域には天城火山の一部がみられる。 輝石安山岩 [ AO and AY ] からなる本体と， これが侵食され現地形が形成された後に， 周辺部に寄生火山として散点的に生じた玄武岩類 [ AB and Ab ] が存在する。
北隣の修善寺図幅地域から連続して， この地域の北半に広く分布し， また下田の北方， 松崎の東方に， 白浜層群に包まれて狭く露われている。
輝石安山岩・石英含有安山岩の熔岩， 凝灰角礫岩および凝灰質砂岩からなり， 石英安山岩質軽石凝灰岩あるいは凝灰質泥岩などを伴っている。 全般的に変質しており， 濃緑色ないし淡緑色を呈し， 一部では緑簾石・プレーナイト [ prehnite ; 葡萄石 ] を生じていることもある。 また， 局地的には珪化作用を強く蒙って白色岩化していることもまれではない。 本層群の変質については大口（1968）の研究があり， パンペリイ石 [ pumpellyite ] の産出が報告されている。
貝化石が凝灰角礫岩の細粒部あるいは凝灰質砂岩の粗粒部に散点的に含まれているが， [ 川津川沿いの ] 梨本 [ ← 長九郎山の東方 7.5 km ] の北西方の沼ノ川 [ ← 長九郎山の東北東方 5 km ] 部落の東端ではやや多量に産する。 本層群の化石は第 3 表にあげてあるが， 前記の「II.2 層序」の項にのべたように， 地質時代を明確に指示してはいない。
| 層序 → | 湯ヶ島層群 | 白浜層群 | ||||||||||||||
|
採集地 →
化石種 ↓ | 川津川流域 | 白浜付近 | 川津川流域 | 下田の西 | 松崎の南方 | |||||||||||
| 862 | 836 | 964 | 827 | 103 | 578 | 625 | 610 | 702 | 775 | 800 | 969 | 970 | 455 | T-1 | Ib | |
| … | ||||||||||||||||
松崎付近では， 本層群の下部は輝石安山岩類 [ Ya ] からなり， 仁科川沿いに 八重名野 付近によく露われており， 中部は凝灰質砂岩・泥岩 [ Ys ] を主として， 松崎の東側の桜田付近に， 上部は石英含有安山岩類 [ Yd ] を主としており， 松崎の東方の 明伏 の東側によく露われている。 ここでは下部・中部あわせて， 露出している限りで 3,300 m を超える厚さをもち， 明伏付近の上部を加えると少なくも 3,500 m を超えるものと考えられる。
なお， [ 松崎の北東の ] 桜田付近の沖積地に行なわれた， 温泉を目的とする試錐では， 地表下 450 m 以下に， 緻密な黒色硬質頁岩が無斑晶玄武岩を伴って 200 m 以上の厚さで存在している。 これに対して， 鮫島ほか（1968）は古第三系の可能性をのべているが， その試錐位置からみて， 湯ケ島層群中にはさまれるものとも考えられ， なお検討を必要とする。
仁科川沿いにみられる本層群下部は， 輝石安山岩質の無層理火山角礫岩ないし凝灰角礫岩を主として， 輝石の大型斑晶をもつ安山岩熔岩・凝灰岩・凝灰質砂岩を挟む。 凝灰岩もしばしば大型輝石結晶を散点している。 松崎付近から 一色 [ ← 松崎の北北東方 4 km ] にかけては， 火山角礫岩が大部分を占めており， 堅く固結して一様に緑色を呈し， 層理は不明瞭である。 一色から北東方に火山角礫岩の量を減じ， 凝灰岩・凝灰質砂岩の量が増して， 層理も明瞭となっている。 八重名野では泥岩もわずかではあるが存在し， またその北方では， 熔岩上に安山岩の円礫からなる礫岩もみられる。 八重名野とその北方， あるいは [ 図幅地域北部の ] 猿山付近にも本層群下部が分布すると考えられるが， この地域は変質した輝石安山岩からなるものの， 仁科川流域にみられるような大型輝石斑晶は認められない。
本層群中部は松崎付近のみならず， 各地によく露われている。 松崎では， 凝灰質砂岩泥岩互層 [ Ys ? ] で， 単層の厚さ数～30 cm の有律互層をなす部分がしばしばみられる。 一般に青緑色を呈し， 堅硬で， 層理は明瞭である。 下部では凝灰質砂岩に富み， 上部に次第に泥質となるが， 桜田付近の試錐コアでみると 粗粒の凝灰岩ないし凝灰角礫岩もまたしばしば挾まれている。 また， 吉田 [ 位置不明 ; 桜田の西方 1 km ? ] 付近および 伏倉 [ ← 松崎町の南 ] から 岩科 [ 位置不明 ; 伏倉の南方 2 km ] にかけては， 白色凝灰岩をしばしば挾み， また数層の軽石凝灰岩薄層も挾んでいる。 軽石凝灰岩 [ Yf ? ] は， 斑晶に乏しい石英安山岩の緻密な岩片と圧縮された軽石片とを含んでおり， 白色粘土化作用をうけて有色鉱物も緑泥石化している。
軽石凝灰岩 [ Yf ? ] は， 本地域の北東部でも， 川津川沿いの峰付近に， またその北西の沼ノ川の西， あるいは沼ノ川の北方に， 凝灰質砂岩と漸移し， またはこれと互層して露われている。 単層は数 m 以下の厚さと思われる。 粘土化した白色ガラス質凝灰岩， またはゴマ塩状を呈する結晶質凝灰岩を伴っている。
凝灰質砂岩・泥岩の細互層は松崎付近以外では， 長九郎山の北西麓の仁科川の支流あるいはその北西の大沢里にみられるのみである。 この北西麓にほ， やや粗粒のよく成層した凝灰質砂岩が広く発達する。 川津川の流域では， 凝灰質砂岩 [ Ys ] は火山礫凝灰岩ないし細粒の凝灰角礫岩に伴っており， またときには火山円礫岩をも伴う。 火山円礫岩は， ときには径 15 cm に達する安山岩円礫ないし亜円礫からなり， 基質とともに変質を蒙って， 風化面でも礫が離脱することがほとんどない。 その例は， 梨本部落の北西の川津川川底， またその西方 4 km で， 断層に接して２股にわかれる川の西支流の底にみられる。 川津川流域では， 凝灰質砂岩は無層理の厚層をなす場合も認められる。 その好例は峰 [ ← 川津川の河口から 3 km の西南岸 ] 付近 [ の沢田 ] で沢田石（伊豆石）として採石されたものであって， 円磨度は小さいが， 均一な粒度の細粒火山岩片からなり， かすかに葉理をもっていて， ときには炭質物の細片も含有している。 これと同種のものは， 天城峠の南から南西に向かう山道で， 10 数 m の露岩となって露われている。
湯ヶ島層群の上部は松崎の東方のほか， 川津川沿いにもよく露われている。 石英含有角閃石輝石安山岩の厚い熔岩 [ Yd ] を主として， 凝灰角礫岩および輝石安山岩 [ Ya ? ] を伴っている。 すべて変質して緑色を呈し， 軟弱となっている。 露頭状況が悪く， その詳細は不明である。
湯ヶ島層群は多くの断層に切られて地塊化している。 断層の近くでは 50～70°の傾斜を示すことがあるが， 一般的には 30°前後の傾斜を示す。 走向は北東 - 南西， あるいはこれと直交する方向が卓越する。 なお， 褶曲構造もまた認められる。 仁科川沿いの八重名野付近および川津川沿いの梨本の西には， ほぼ東西方向をもち東に沈む背斜あるいは向斜の褶曲軸が推定されるが， その褶曲はおだやかである。 仁科川の上流の大沢里付近にほ北西 - 南東方向の向斜軸が推定され， これはやや鋭い褶曲と考えられる。
本地域の北西部の白川から 弥宜畑 [ ← 祢宜ノ畑 ? ] に至る間と， 北東部の 三筋 山の北麓とに分布する。 前者は， 盛谷・沢村（1965）が白川累層としたものである。 両者ともに， 無斑晶玄武岩 [ Kb ] の厚層からなり， 火山角礫岩 [ Kb ] ・凝灰質砂岩 [ Ks ] ・ シルト岩 [ Ks ] を伴う。 その層厚は露出しているかぎりでは 700 m 前後である。
三筋山の北麓ではほとんど玄武岩からなり， わずかに凝灰質砂岩を挾むが， 白川では， 下位はほとんど玄武岩のみが占め， 上位になると砂岩・シルト岩が主で， これに火山角礫岩， 熔岩が挾まれる。 変質は下部で著しく， 濃緑色を呈し， 一部には緑簾石も生じ堅く固結して付近の湯ヶ島層群と区別が困難であるが， 上部になるに従って緑色化の程度， 固結度は弱くなる。
本岩類と湯ヶ島層群との関係は， 露頭不良のため， 確認されない。 しかし， 三筋山付近では， その分布から不整合と考えられる。 また， 白川では， その南西の 545 m 峰 [ ← 白川の南西方 1.5 km ] で， その北東面にある 雨裂 [ ← 雨水によってできる小崩壊地 ] から山頂にかけて， また東側の尾根はことごとく玄武岩からなるのに対して， 南西面は湯ヶ島層群からなり， これも不整合と考えられる。
本岩類は， 白浜層群には不整合に覆われている。 弥宜畑の南側の北東に入る小沢では， 断層の北東側に， 玄武岩と凝灰質シルト岩が 15°前後の傾斜で現われており， 直接点はみられないがこれを覆って， ほぼ水平に分布する白浜層群の礫岩がみられる。 この礫岩は安山岩を礫として， その間は石英安山岩質の白色凝灰岩からなる。 また弥宜畑の西方の海抜 400 m 付近では， 白浜層群の緑色砂岩・灰緑色凝灰岩と白色凝灰岩からなる地層が， 本岩類の玄武岩あるいは凝灰質砂岩頁岩互層を覆い， ほぼ水平に分布している。
本岩類の玄武岩は一般に緑黒色を呈し緻密であるが， また沸石・方解石などに埋められた孔隙に富むこともまれではない。 [ 白川の南西方 1.5 km にある ] 545 m 峰頂部などでみられるように， 軟弱な淡緑色角礫岩状を呈することもある。 その変質の少ないものは， 蛇紋石化した橄欖石の少量が斑晶として存在し， 石基は間粒組織を呈して， 曹長石・単斜輝石・鉄鉱および２次鉱物からなっている。
玄武岩に伴って岩滓が存在する。 白川部落へ道が分かれる地点の道路切割に厚層をなしており， 多孔質の玄武岩塊（径 15 cm 以下）のみからなり， わずかに成層している。 凝灰質砂岩は弥宜畑の郵便局の裏の川底， 白川部落の西端の川底などによく現われている。 濃緑ないし淡緑色を呈し， わずかに葉理を示し， 粗粒岩と細粒岩とがやや不規則に， 細かに互層する。 シルト岩は白色板状を呈し， よく固結し堅い。 赤褐色頁岩も玄武岩に伴っている。
本岩類の凝灰質砂岩あるいはシルト岩 [ Ks ] に， ときに植物破片らしいものがみられることがあるが， 判定できるものはなく， また貝化石もみいだせなかった。
本岩類は白川ではほぼ南北方向の軸をもつ背斜構造を呈し， 両異は 25°前後の傾斜を示し， 三筋山では南へ 20°前後の単斜構造を示すもののようである。
白浜層群の名は， 田山・新野（1931）により， 下田統中の含貝化石砂岩に対して用いられたが， 現在では， ほぼ下田統と同義に用いられているので， ここでも， 湯ケ島層群を不整合に覆い， 貝化石を含む凝灰質砂岩と一連の関係にある火山岩類を含めて， 白浜層群とよぶ。
本層群は本地域の約 3 分の 2 に達する広い面積を占める。 東海岸側ではしばしば， やや広範囲に珪化・粘土化を蒙り， 湯ケ島層群との識別が困難となっているが， 通常はほぼ新鮮であり， 多少の沸石化がみられる程度である。 とくに最上位を占める輝石安山岩類 [ Sp1 and Sp2 ] は新鮮で， ほとんど変質を蒙っていない場合が多い。
岩相変化はきわめて著しく， 諸岩相が複雑にいりまじり， 斜層理の発達も著しい。 測定した走向傾斜のほとんどは斜層理を示しているものと考えられる。
本層群はゆるやかな盆状構造を呈し， 600 m 前後の山地を形成するので， その厚さは最大で 700 m 前後と推測される。
概して， 下部では石英安山岩とその砕屑岩が玄武岩・無斑晶安山岩・流紋岩を伴い， 上部は輝石安山岩類および火山円礫岩・凝灰角礫岩からなり， 両者のほぼ中間には含貝化石凝灰質砂岩が発達するという傾向が認められる。
| 化石 ↓ / 採集地 → | 1 | 2 | 3 |
| Lepidocyclina (Nephrolepidina) nipponica HANZAWA | × | ||
| L. (N.) nipponica var. izuensis HANZAWA | × | ||
| L. (N.) angulosa (PROVAL) | × | ||
| L. sp. | × | ||
| Miogypsina kotoi HANZAWA | × | ||
| M. sp. | × | × | |
| Amphistegina radiata (FICH. ＆ MOLL) | × | cf. | |
| Elphidium crispus LINNE | × | ||
| Carpenteria sp. | × | ||
| Lagenidae gen. ＆ sp. indet. | × | ||
| Globigerina sp. | × | ||
| Globorotalia sp. | × |
本層群の下部には Lepidocyclina を含む石灰岩 [ 以下の [注] 参照 ] が散在し， 凝灰質砂岩 [ Ss ] には貝化石が多産する（第 3， 4 表）。 渡部ら（1952）は， 下田の東方の本層群に産する貝化石から砂岩の堆積環境を海面下 50～250 m とし， 土（1965）は 松崎の南東方の凝灰質シルト岩の堆積環境を サブリトラル（海深 50～250 m）とほぼ同様に考えている。 本層群中の火山岩には 水中熔岩流と考えられるガラス質の角礫岩・自破砕熔岩が非常に多く， また明らかな水中火砕流も認められる。 火山岩と成層堆積岩とが密接に伴う例も多く， 火山活動のほとんどは水中で行なわれたものと思われる。 しかし， 下田の北方の須郷 [ ← 婆娑羅山の東北東方 6 km ] の谷奥では輝石安山岩質火山円礫岩に， さざえなどの化石が産し， 本層群の上部は， ほとんど海面上に姿を現わしていたことを示している。
本層群の地質時代は， 「II.2 層序」の項で述べたように中新世中期から後期にわたるものであろう。
繩地 鉱山 [ ← 金山 ] の北東の菖蒲浜 [ ← 図幅地域東端 ] ， 白浜の西方の高根山 [ 標高 343 m ] の南東側， また長九郎山の東麓に白浜層群の最下部を占めて存在するほか， 長九郎山の北西方あるいは西方に， 凝灰質砂岩 [ Ss ? ] に伴ってわずかに分布する。
菖蒲浜では， 径 1 cm 以下の普通輝石のめだつ斑状の玄武岩熔岩と， 径 60 cm 以下の牛糞状火山弾を含む火山角礫岩とからなる。 玄武岩熔岩は自破砕熔岩で， 火山角礫岩に似た外観を呈している。 珪化作用に伴う粘土化をうけ暗緑色を呈するが， 新鮮な部分では， 斑晶として斜長石・橄欖石・普通輝石および少量の紫蘇輝石があり， 石基は斜長石・単斜輝石・磁鉄鉱および少量のガラスからなる。
長九郎山の東麓の玄武岩は無斑晶質玄武岩熔岩をまれに伴うが， ほとんどが軟弱な火山角礫岩および火山円礫岩からなる。 火山円礫岩も固結しておらず軟弱で， 粗細さまざまの粒度のものが不規則に成層し崖錐堆積物状を呈している。 なお， この下には変質安山岩の細円礫を含む礫質砂岩が現われており， 白浜層群の基底をなすものと考えられる。
長九郎山の北西 [ ← 北西方 3 km ? ] ， あるいは西方 [ ← 西方 3 km ? ] の玄武岩は 1 枚の厚い熔岩流としてみられる。 黒色緻密の無斑晶質岩で， まれに斜長石斑晶を含むのみで， 石基は間粒組織を呈して， 斜長石・単斜輝石・鉄鉱およびガラスからなる。
本岩類は， 松崎付近から南東方にかけて点在する [ ← 岩科川沿い ? ] 。 松崎の北方では石英安山岩類 [ Sd ? ] の下に現われるが， 一般には凝灰質砂岩 [ Ss ? ] に挾まっていて， 南東限の一条 [ 位置不明 ; 図幅地域の南端・東西中央付近に「一条」（および, 田山・新野（1931）の青市層群の「青市」）がある ] 付近では凝灰質砂岩 [ Ss ? ] の上に存在する。 本岩類は田山・新野（1931）の青市層群を特徴づける岩石であり， [ 本図幅の南隣の ] 神子元島図幅の一条安山岩に連続する。 一条付近では自破砕熔岩と火山角礫岩からなり， 約 120 m の厚さをもつ。 ガラス質で灰黒色を呈し， 風化して黄褐色となる。 斜長石をまれに斑晶として含有し， 石基は斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・鉄鉱とガラスからなる。
松崎の南東， [ 岩科川沿いの ] 八木山付近には， 自破砕熔岩として現われており， 少量の斜長石と緑色角閃石とを斑晶として， 石基はほとんどガラスのみからなっている。
松崎の東の南郷部落の東縁 [ ← 南西縁 ? ] に現われるものは， 小型の斜長石と普通輝石を斑晶として， 斜長石・紫蘇輝石・鉄鉱を散点するガラス質の石基からなる。
松崎の北， 仁科付近に石英安山岩類に覆われて存在するものは， やや変質して灰褐色を呈するが， 緻密な熔岩をなす。 石英捕獲斑晶を持つ特徴があり， 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石の小型斑晶を少量含有し， そのガラス質の石基には， 斜長石・普通輝石とともに徴斑晶状を呈する紫蘇輝石・鉄鉱が散在する。
白浜層群の概して下部に発達する。 熔岩を主とするが， 火山角礫岩・火山円礫岩を伴っている。 東海岸の 谷津 [ ← 図幅地域の東端の川津川の下流 ] 付近では， 湯ヶ島層群の変質安山岩を覆うように石英安山岩が分布するが， その直接するところはみられない。 中央部の小杉原 [ ← 婆娑羅山の西方 1.5 km ] の西方では， 火山円礫岩が明瞭に， 変質石英含有安山岩に接し， これが湯ヶ島層群との不整合にあたると考えられる（盛谷・沢村， 1965）。
石英安山岩類は， [ 本図幅の ] 北西部の 田子 周辺に海抜約 700 m の山地をつくり， 最もよく発達しており， これに次いで [ 本図幅の ] 南部の 馬込 [ ← 図幅地域南端・東西中央 ] 周辺， 南西部の八木山付近あるいは東部の谷津周辺にやや広く存在する。 このように発達の著しいところでは 水中火砕流（図には白色凝灰岩類 [ Sf ] として区分した） を伴っている。 [ 松崎町の北方の仁科の西方の ] 堂ヶ島海岸では数枚の水中火砕流堆積物が観察される。 １つの火砕流は， 基部は火山円礫岩， 中部は無層理粗粒軽石凝灰岩で上方に向かい次第に細粒となり， 上部の成層ガラス質凝灰岩に移化し， 全体として一堆積輪廻をつくる（第 5 図 ; FISKE， 1969）。 基部の火山円礫岩は， 下位の泥岩などの同時侵食礫をふくむ。 また， 上部にはしばしば偽層がよく発達する。
石英安山岩は， 通常は厚い熔岩流と考えられるが， 繩地鉱山の岩体などのように， その一部では第三系に貫入した形を示し， また， 梨本の東方の岩体， 下田付近の 万蔵山 [ = 寝姿山 ] ， 上の山 岩体のように円頂丘状を呈して， 凝灰質砂岩類 [ Ss ? ] がこれに追覆する形を示す例もあり， 石英安山岩の一部は熔岩円頂丘として， 周囲から突出した形態をもっていたものと考えられる。
繩地あるいはその北方の天嶺山 [ 標高 349 m ] の岩体のように， 局地的な珪化作用の影響を蒙り変質していることもあるが， 一般には比較的新鮮である。 通常はやや大型の石英斑晶を散点し， 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石， ときにはこれとともに角閃石を斑晶として含有する。 石基は斜長石・普通輝石（欠くこともある）・紫蘇輝石・鉄鉱・ガラスからなり， 斜長石・橄欖石・普通輝石・紫蘇輝石からなる同源捕獲岩片をしばしば含有している。 下田の東方の上の山岩体は， やや特異で， 大型石英斑晶を多量に含有する角閃石輝石石英安山岩であり， また繩地鉱山の岩体の一部は， 流理構造の著しい， 優白質の角閃石石英安山岩で， 他と異なる岩相を呈している。 両者の中間に位置する 高根山 [ 標高 343 m ] の岩体は， 石英斑晶に乏しい角閃石石英安山岩で， 他と岩相を異にする。 これは， その南縁では玄武岩 [ Sb ] の上に， 輝石安山岩・無斑晶安山岩などの径数 cm の礫と 多量の径 5 cm の石英安山岩軽石からなる軽石凝灰岩を間にして存在しており， 北縁では輝石安山岩 [ Sp1 ] の上に分布する形を示し， 他の石英安山岩に較べて， 白浜層群内での層序的位置は， やや上部に当たるものと考えられる。
火山円礫岩は松崎の北方の仁科港付近， その北東の野畑 [ 位置不明 ; 仁科の北北東方 1.5 km ? ] 付近， 松崎の東方の小杉原 [ ← 婆娑羅山の西方 1.5 km ] 付近のほか， 熔岩に伴って各所に存在する。 径 10 cm 前後の石英安山岩円礫を主とする礫岩であり， ときには巨大な礫からなることもあり， また， 梨本の北東のように， 基質が石灰質で貝化石を含有し， また松崎の東方の池代のように石灰質礫岩が石灰岩を伴い， これに大型有孔虫化石を含有することもある（盛谷・沢村， 1965）。
石英安山岩 [ Sd ] に伴い， またこれを覆い， あるいは凝灰質砂岩 [ Ss ] に挾まって存在する。
下田の西方に広く分布するもの， 松崎の南方 [ ← 石部から岩樟園に延びる断層の南側など ] ， あるいは北方 [ ← 松崎の北方の仁科の北方 ] に分布するものは， 主として水中火砕流堆積物である。 径 5 cm 前後ないしはそれ以上の緻密な石英安山岩・ガラス質安山岩岩片とともに， ほとんど発泡していない石英安山岩軽石片を含有し， その間はガラス質砂ないしシルトに埋められている。 またこれに， 変質安山岩・白色頁岩等の外来岩片もしばしば含まれている。
下田とその西方の 林山 [ ← 下田の西方 2 km ] との間では， 均質で陸上火砕流堆積物に近い形状を示し黒雲母片を多量に含むが， 一般には有色鉱物結晶に乏しく， また林山の西方でみられるように， 無斑晶流紋岩質 [ Sr ? ] のこともある。 その形状も， 松崎の南方の峠 [ 位置不明 ] 付近でみられるように， シルトが不規則に発達して乱雑な感をあたえるものから， やや淘汰を蒙り粒度の揃ったもの， 例えば長九郎山の南西腹 [ ← 長九郎山の南西方 2.5 km ] では， ほとんどガラスのみからなり， 少量の緻密な石英安山岩片を含むものがみられ， さらに松崎の北方の堂ヶ島のように， 粗粒部を下に， 斜層理の著しい成層粗粒部を上にしてみごとな堆積輪廻を示すものまで， 種々の岩相がみられる。
本地域のほぼ中央を占める婆娑羅山の付近や [ 東海岸の ] 繩地付近その他で凝灰質砂岩 [ Ss ] に伴うものの多くは， 成層した凝灰岩ないしは凝灰質砂岩であり， また松崎の東方の南郷付近では， 長径 3 mm の角閃石結晶片を多量に含有しているなど， 岩質， 岩相がやや異なっている。
下田周辺に白色凝灰岩類 [ Sf ] を覆って， またこれに伴って存在する。 下田の北西方では， その厚さは 200 m に達する。 ここでは主として粗粒の火山角礫岩からなり， 斜長石流紋岩の熔岩流を挾み， その上部は粗粒凝灰岩と白色凝灰質砂岩との互層となっている。 東半の下田寄りの部分では変質し粘土化しているが， 西半ではきわめて新鮮である。
下田の東側の万蔵山岩体は， 約 100 m の厚さをもつ単一の斜長石流紋岩からなり， 変質を蒙ってきわめて不規則にカリの濃集が生じており， この部分がカリ石英粗面岩と呼ばれたこともある。 その新鮮な部分は， 前述の下田の北西方にみられる熔岩と酷似して， 少量の斜長石斑晶とガラスとからなっている。 周辺の凝灰質砂岩 [ Ss ] とは断層で接することが多く， 関係不明であるが， その岩体の巨大な点からみてその一部では貫入関係をもつことが推定される。
下田の南西方の岩体 [ ← 大賀茂と林山の南方 500 m の Sr ? ] も単一の黒雲母流紋岩からなる。 東西に約 3 km の延長を有し， 一般に板状節理がよく発達する。 その北東部では凝灰角礫岩状の岩相を呈するが， 一般的には周囲の砂岩および白色凝灰岩に対して， 明瞭な接触変質を与えていることからみると， 熔岩円頂丘に近い， 浅所貫入岩体と考えられる。 これは， 大型の斜長石・石英および黒雲母を斑晶として散点し， 石基はほとんどガラスのみからなる。 この岩体もその西半部は著しい変質を蒙っている。
白浜層群の下部には， 石灰岩の小岩体が， 石灰質礫岩・石灰質砂岩を伴って， 各地に現われる。 その最も規模の大きなものは梨本にみられ， その他， 松崎の北東で白川 [ ← 長九郎山の西方 3.5 km ] の南， 松崎の東方の池代， その 南東 [ ← 南南西 ? ] の小杉原にも存在し [ ← 小杉原の付近には Ls は見あたらない ] ， 最近には， 松崎の南西方， 婆娑羅山の東方にもみいだされたとのことである（鮫島・他， 1968）。
梨本の石灰岩はみごとな板状節理を示し， 厚さ約 10 m， 延長 700 m で， その東西両端で凝灰質砂岩中に薄化， 消滅している。 この下には， 石灰岩細礫を含む火山円礫岩があり， これが白浜層群の基底礫岩と考えられる。 石灰岩の上には， 緑色を呈する凝灰質粗粒砂岩が発達する。
梨本の石灰岩の西方延長にあたる， 川津川西岸の発電所 [ 位置不明 ] 付近にも， 比較的厚く石灰質砂岩がみられ， 東方延長では， 鉢山 [ ← 鉢ノ山 ? ] との中間の位置に， 石英安山岩質火山円礫岩の基質が石灰岩からなるものがみられ， この北東には凝灰質砂岩と互層して石灰質砂岩が存在する。 また大久保（1961）によれば 鉢山の北北東約 1 km の小沢にも石灰質砂岩がみられ， 梨本の南東 500 m， 慈眼院 [ ← 曹洞宗のお寺 ] の裏の小沢の海抜 200 m の位置に石灰岩小岩体が存在するとのことである。 梨本の石灰岩に Lepidocyclina， Miogypsina が含まれる。
池代の石灰岩は， 角礫状マンガン鉱の基質をなすとともに， 火山円礫岩中に厚さ 2 m のレンズとして挾まれる（盛谷・沢村， 1965）。 火山円礫岩は白浜層群の基底礫岩と考えられて， 石灰岩には Lepidocyclina が含まれている。
小杉原でも， 同様な火山円礫岩の上部に貝殻石灰岩のレンズを含み， またマンガン鉱床を伴っている。 ここでは， 円礫岩は湯ケ島層群の変質石英含有安山岩を不整合に覆っている（盛谷・沢村， 1965）。
白川 [ の南方 2 km の位置 ? ] では， その南南西約 1 km の， 山道から約 3 km 下った斜面に 3 m 大のレンズ状岩体が存在し， その付近は白色凝灰岩 [ Sf ] からなっているものと推定される。 この石灰岩にも Lepidocyclina が認められる。 この南 500 m には， 厚さ約 2 m の貝殻石灰岩が現われる。 緑色を呈する角礫質火山礫岩の間に挾まっており， 変質安山岩・輝石安山岩の亜角礫と火山砂を少量含むほかは すべて貝殻破片からなっている。 なお， この地点の西の川底には， 石灰岩塊が転石としてみいだされる。 石灰質砂岩は， 白浜海岸など凝灰質砂岩中の貝化石を多量に含有する部分にしばしばみられる。
本岩類は白浜層群の中部によく発達して， 広く各地にみられるが， また上部の輝石安山岩類 [ Sp1 and Sp2 ] に挾まり， または下部の石英安山岩類 [ Sd ] に伴ない， ときには礫質砂岩， 火山円礫岩として基底部にも現われる。 緑色安山岩質， あるいは白色石英安山岩質の中粒砂岩を主とするが， 火山礫凝灰岩ないし細粒凝灰角礫岩にしばしば移化し， また， その厚く発達するところでは， 含礫砂岩， 白色軽石質凝灰岩， 凝灰角礫岩あるいは火山円礫岩を挾んでおり， 層相の変化が著しい。 一般に粒度を異にする薄層の細互層であり， 層理はよく発達するが， 明瞭な斜層理を示すところも少なくなく， 測定される走向傾斜の多くは斜層理の疑いが濃い。
その最もよく発達するのは， 田山・新野（1931）が模式地とした， 下田の北東の白浜海岸である。 渡部・他（1952）はこの付近を精査して， 下部を板見層， 上部を原田層とした。 板見層は， 変質した輝石安山岩の上に約 100 m の厚さで発達し， 粗粒砕屑岩を主として斜交葉理の著しい緑色砂岩をはさむもので， 原田層は白色砂岩からなり， 約 125 m の厚さをもち， 板見層とは漸移関係にある。 両層ともに貝化石を多産する。
板見層は， 白浜の南方の海岸でみると， 輝石安山岩の流出直後に堆積をはじめたものと考えられ， 熔岩に接する付近には巨大な角礫が含まれているが， 約 50 m 離れる間に急激に巨礫は消滅している。 原田層は板戸の海岸で石英安山岩 [ Sd ] を覆うが， ここでは石英安山岩の生成後， ある時間をおいて堆積した状況を示している。 基盤の起伏が著しく， 追覆関係が各所に存在することを示す例と考えられる。 なお， 板見層にも， 上の山岩体に酷似した石英安山岩円礫が含まれている。 渡部・他は 下田の北東で原田層が湯ヶ島層群の変朽安山岩に著しく追覆すると考えたが， 白浜層群内でも， 輝石安山岩・石英安山岩の岩体に対しては 砂岩は一般的には追覆するものと考えるべきであろう。
徳田・大塚（1936）によって貝化石の記載された柿崎の含化石石灰質砂岩は, [ 下田港内の ] 弁天島およびその南東の小さな岬に現われ， 石英安山岩凝灰角礫岩褐色砂岩互層に， 一見， 不整合にのっている。 これも， 堆積環境が不安定なために， 局地的な小侵食面上に異常堆積したものと解される。
渡部らが板見層としたものの下部に， 輝石安山岩 [ Sp2 ? ] をへだててさらに凝灰質砂岩 [ Ss ? ] があり， また， 西方の大賀茂付近では白色凝灰岩類 [ Sf ? ] の下にも， 含貝化石砂岩が存在するなど， 各地に現われる砂岩の層序的関係は， なお今後詳細に検討されるべきである。 とくに， 白浜海岸では 緑色（安山岩質）砂岩は下位を， 白色（石英安山岩質）砂岩は上位を占めるが， 他地域ではこのように単純ではなく， むしろ白色砂岩は白色凝灰岩類の発達地に多い傾向があり， また緑色砂岩にも， しばしば軽石片が含有されており， 岩質による区分は必ずしも適当ではないと考えられる。
湯ヶ島層群との不整合が推定されるところには， しばしば火山円礫岩が存在する。 前節に述べた梨本 石灰岩の下の礫岩， 池代の石灰岩を含む礫岩あるいは小杉原の礫岩もその例であり， 他にも長九郎山の東側にもまた数例がみられる。 いずれも湯ヶ島層群との直接の関係はみられない。
長九郎山の北東方では， 径 30 cm に及ぶ巨礫をもつ火山円礫岩が海抜 730 m の山道沿いに現われ， 輝石安山岩 [ Sp2 ] に覆われる。 断層をへだてたその東では， 石英安山岩体 [ Sd ? ] の北に接して小断層にかこまれて 同様の火山円礫岩が砂岩などの基底部として約 10 m の厚さで存在する。 ここでは， 湯ヶ島層群および石英安山岩が著しい珪化作用を蒙っているにもかかわらず， 礫岩は全く変質しておらず， 固結度は低く， 一見 段丘礫層状を呈している。 礫は主として変質安山岩からなる。 礫岩上には約 25 m の厚さで， よく成層した凝灰質砂岩が重なる。 これには石英安山岩円礫が散点する。 その上位は 新鮮なガラス質石英安山岩とその火山円礫岩の互層（厚さ 15 m 以上）となっている。 この南方には玄武岩類 [ Sb ? ] が軽石凝灰岩を挾んで厚く発達し， その下に変質安山岩細円礫を含む粗粒緑色凝灰質砂岩が存在する。 北の山道沿いの礫岩から 300 m もの低所に位置するのであるが， これは湯ヶ島層群からなる基盤が著しい起伏を示し， これに白浜層群は追覆したものと解すべきであろう。
猿山の南西腹の沼ノ川 - 白川林道沿い， あるいは天城峠の南の天城新道沿いに現われる砕屑岩類を， 変質が著しい点から湯ヶ島層群と判定したが， これらは火山円礫岩をしばしば挾む粗粒岩層で， 岩相変化が著しい。 これらはあるいは白浜層群に属するもので， その高い位置における堆積相と解すべきものとも考えうる。 なお充分検討すべきである。
これら凝灰質砂岩には各所で貝化石を産する。 みいだされた所はすべて地質図上に示したが， 鑑定にたえるものは少ない。 同定し得たものは第 3 表に示した。 この群集の示す地質時代は中新世後期で， 鮮新世にまでは及ばないと考えられる。
白浜海岸の原田付近 [ ← 白浜神社の附近 ] に狭く分布するとともに， 南西部の蛇石火山周辺に広く存在する。 原田では約 6 m の厚さで凝灰質砂岩の上にのる。 暗灰色を呈し， 層理がよく発達している。 下部は炭質物に富む褐黒色泥岩薄層をはさみ， 一般に緻密でよく固結しているが， 上部は凝灰質で軟弱である。 この西方の稜線にも薄層として存在するが， 凝灰質砂岩 [ Ss ] に覆われており， これらは全体としてレンズ状を呈するものと考えられる。 蛇石火山周辺では， 凝灰質砂岩類の上位を占めて層理の明瞭でない白色シルト岩がよく発達しており， その間に， 軽石凝灰岩・白色砂岩・青色塊状砂岩などをひんぱんに挾んでいる。 その北端の岩地では互層がレンズ状に存在する。
松崎の南方 [ ← 石部の南東方 ] では， 凝灰質砂岩 [ Ss ] にのるシルト岩から， 土（1965）は第 3 表に示した貝化石を報告し， その時代を中新世後期としている。
主として白浜層群の上部を構成し， 広く凝灰質砂岩類 [ Ss ] を覆い， そのよく発達するところでは 200 m 前後の厚さをもっている。 その一部は凝灰質砂岩類中に挾在し， ときには石英安山岩類 [ Sd ] に伴っている。 火山角礫岩・凝灰角礫岩および火山円礫岩の不規則な互層で， しばしば熔岩を挾む。 長九郎山の南東方の須郷部落の奥には， [ 巻貝の ] 「さざえ」， 「ばていら [ 馬蹄螺 ] 」などの岩礁にすむ貝類が化石となって火山円礫岩に多量に含まれている。
本地域の中央から東半では， その下部は玄武岩質安山岩ないし橄欖石輝石安山岩 [ Sp1 ] に占められ， 上部は普通輝石紫蘇輝石安山岩 [ Sp2 ] からなっている。 その他の地域は， ほとんど後者 [ Sp2 ? ] のみからなるが， 南西部では， 子浦 [ ← 図幅地域南端・駿河湾沿い ; 地質図上では「浦子」と記されている ] の東方の本岩類下部および子浦付近からその北西にかけて砂岩中に介在するもの， 宇留井 島を構成するものは酸性の輝石安山岩であって， 南隣の神子元島図幅の 石室崎 [ ← 石廊崎 ? ] 安山岩類の延長に相当する。 地質図上には前記の玄武岩質安山岩・橄欖石輝石安山岩を Sp1 とし， その他の輝石安山岩はすべて Sp2 として示した。
玄武岩質安山岩 [ Sp1 ] は， 梨本の南東の湯ヶ野付近に凝灰質砂岩 [ Ss ] を覆い厚く発達するほか， 川津川口付近で石英安山岩 [ Sd ] と白色凝灰岩 [ Sf ] との間に挾まって存在する。 なお湯ヶ野では， 凝灰質砂岩の上部に玄武岩質安山岩片がしばしば含まれており， また婆娑羅山の東南方の加増野から池代に至る山道では， 砂岩中に多量の灰長石巨晶（3 cm 大）， あるいは灰長石を含有する岩滓片が含まれている。 玄武岩質安山岩は， 斜長石（灰長石）・普通輝石および橄欖石の大型斑晶を多量に含み， 肉眼的にも他と容易に識別される。 その石基は粗粒で， 斜長石・ピジオン輝石・鉄鉱からなり， 微斑晶状の橄欖石を散点する。
橄欖石輝石安山岩 [ Sp1 ] は 蓮台寺 [ ← 下田の北西方 3 km ] の北方ないし北西方に広く分布する。 肉眼的には， 上位を占める輝石安山岩 [ Sp2 ? ] に較べ， 斜長石斑晶がやや大型である点で識別される。 斜長石・普通輝石．橄欖石およびまれに紫蘇輝石を斑晶として， 石基は斜長石・単斜輝石・鉄鉱およびガラスからなる。 蓮台寺付近からその北方では， 珪化作用に伴う変質を蒙り， 湯ヶ島層群との識別が困難となっている。 なお， 蓮台寺の北西方の， 海抜 250 m 前後の高さで山腹をぬう道路沿いでは， 上位を占める輝石安山岩は変質を全く蒙っていない。 これは， 珪化作用が橄欖石輝石安山岩 [ Sp1 ] の活動期と同時期に行なわれたことを示すものであろう。
[ Sp2 に区分した ] 酸性の輝石安山岩は， 南西海岸の子浦付近に限って存在する。 灰白色を呈し， 不均質な岩相を示す。 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石とともに， まれに角閃石・石英を斑晶とする。 石基には斜長石・紫蘇輝石とともに普通輝石あるいはこれに代わって角閃石があり， 常にクリストバル石が存在する。
これらの上部を占めて， 広く分布する輝石安山岩 [ Sp2 ? ] は， [ 本図幅の南隣の ] 神子元島図幅の須崎安山岩類に相当している。 下田付近では凝灰質砂岩 [ Ss ] 中に挾まり， この付近では， 他より早期に活動を開始したものと考えられる。 砂岩中に介在するものには， 緻密な熔岩のほか， 凝灰角礫岩状を呈する， 自波砕熔岩がしばしば認められる。 下田付近あるいは， その北方 [ 7 km の ] の 須原 [ 位置不明 ; 宇土金 の北方 2 km ] 周辺では広く変質を蒙り， 湯ヶ島層群との識別が岩相的には困難となっているが， 通常はきわめて新鮮であり， 灰黒色を呈し， ガラス質で， 破面は樹脂光沢をもっている。 斜長石・普通輝石および単斜輝石反応縁をもつ紫蘇輝石を斑晶とし， 石基は斜長石・単斜輝石・鉄鉱およびガラスからなる。 微斑晶状を呈する紫蘇輝石がときには存在するが， これは常に単斜輝石反応縁に包まれている。
白浜層群の構造は， 斜層理が多く， 適当な鍵層も認められないので， 不明確であるが， 大局的には， 10°前後のゆるい傾斜で盆状構造を繰返すものと考えられる。 本層群もまた多くの断層で切られ， その大規模のものに接しては， 50°ときには 80°の急傾斜を示す。
湯ヶ島層群は一般に変質しており， 白浜層群は通常は未変質である。 その差の著しい場合， 例えば， [ 本図幅の北隣の ] 修善寺図幅地域の湯ヶ島の北方の 市山 部落の北東縁のように， 前者 [ = 湯ヶ島層群 ] が粘土化が著しく， 後者（大見白色凝灰岩類）が新鮮なときには斜交不整合関係が容易に認められる。 しかしこの下田地域， とくに東海岸寄りの地区では， 白浜層群もまた， 珪化作用に伴う変質を広くうけているので， 両者の識別はきわめて困難となる。 たとえば白浜の北方の板戸では， 白浜層群の含化石砂岩（原田層）が石英安山岩 [ Sd ] を覆っている [ 前述の「II.5.7 凝灰質砂岩類」の項を参照のこと ] 。 ここでは両者はともに新鮮であるが， 北方の繩地鉱山付近の変質帯に向かい， 著しい珪化岩に急激に移過する。 しかし， この珪化岩中からも貝化石の残存が確認された。 また， 湯ヶ島層群の上部には石英安山岩質の熔岩が存在し， また石英安山岩質軽石凝灰岩あるいは火山円礫岩もまた， 下田地域には存在するので， 白浜層群の下部を占める石英安山岩類 [ Sd ] との識別が困難となっている。 この地域のほぼ中央， 小杉原 部落の南西縁で， マンガン鉱山跡（「谷坑一号」）でみられる 火山円礫岩の石英安山岩との不整合（盛谷・沢村， 1965 ; 前述の「II.5.3 石英安山岩類」の項を参照のこと）も， 後者が湯ヶ島層群に属するという確実な根拠は， 必ずしも充分とはいえない。
白浜層群の凝灰質砂岩類 [ Ss ] は， 渡部ら（1952）が示しているように， 湯ヶ島層群に下田の東方で著しい追覆をなし， 白浜層群の堆積時の基盤地形が著しい起伏を示していたと推定される。 また， 「II.5.7 凝灰質砂岩類」の項で述べたように， 砂岩の堆積時に， 白浜層群の安山岩・石英安山岩が凹凸に富む地形を呈し， 局地的な不整合が各所に発達していることを推測させる。
したがって， 湯ヶ島・白浜両層群の不整合は， 両層群が大きな構造差で接する際に明瞭となる。 第 9 図 [ の梨本付近の路線の地質図 ] に示した梨本付近はその一例であるが， ここでも両者の直接する露頭はみられず， また両者の構造を確定するためには， 露頭があまりにも少ないうらみがあり， なお， 今後の充分な精査を必要としている。
長九郎山の東北東では， 断層にかこまれた小地塊で， 白色粘土化の著しい湯ヶ島層群上に， 未変質の火山円礫岩， 凝灰質砂岩が存在し， その西でも同様の礫岩が山道に沿って， 湯ヶ島層群の走向を切って， その上に広く分布しており， これはほぼ確実に不整合を示すものと考えられる （前述の「II.5.7 凝灰質砂岩類」の項を参照のこと）。
白浜層群上部を占める輝石安山岩類 [ Sp2 ] は， 各所で湯ヶ島層群を覆う分布を示すが， これも不整合の露頭はほとんどみられない。 しかし東海岸の繩地の西側では， 変質した湯ヶ島層群は起伏に富む丘稜地形を呈し， これを覆う輝石安山岩類凝灰角礫岩は急崖を作って 1 km 以上にわたり連続し， 不整合の存在は確実である。
以上のように， 湯ヶ島層群と白浜層群とは大局的には不整合の関係にあり， 後者は著しい追覆を示すものであり， 白浜層群の基底近くには Miogypsina， あるいは Lepidocyclina を含む火山円礫岩が存在するものと判断される。
なお， 個々の地域での湯ヶ島あるいは白浜層群の判定， とくに砕屑岩類に関しては， 困難な場合が多い。 ここでは， 湯ヶ島層群では岩相の変化， あるいは互層形態が比較的大まかであり， 白浜層群では乱雑に変化するという差が認められるようである。 この観点からみると， 湯ヶ島層群の中部層としたものの一部では， 例えば天城峠の南の新道沿いにみられるもの， 猿山の南西腹の林道沿いのもの， また長九郎山の北西腹に広く分布するものの一部などは岩相変化がやや著しく， 白浜層群の疑いもあり， 再検討の余地がある。 さらに， 東海岸の繩地から板戸にかけて， また [ 下田の北西方 3 km の ] 蓮台寺 付近の湯ヶ島層群と白浜層群は， 両者とも珪化作用の影響を蒙っているために， 両者の境界はいささか不確実である。 このような地区では， 変質鉱物などの解析が有効であろうと考えられる。
また， この地域で湯ヶ島層群に産する貝化石は， 白浜層群と共通する点が多く， 中新世前期を指示するものの産出しない点も興味がもたれる。 この点の検討も今後に残された問題である。
本地域の湯ヶ島層群および白浜層群は， ひんぱんに岩脈に貫かれており， 地質図にはその一部が示されているにすぎない。 それらの多くは白浜層群の生成に伴うものと考えられる。 閃緑玢岩は石英閃緑玢岩とともに湯ヶ島層群と白浜層群とを貫いている。 白浜層群上部を貫き巨大な岩体をなす石英安山岩， また 猫越 石英安山岩類を貫くものなど， 白浜層群とは関係のないものも数多く存在する。
閃線玢岩 [ P ] は， [ 本図幅地域の ] 北縁部その他， 主として北東部に散在する。 主として湯ヶ島層群を貫き， これをときには数 m にわたり硬化させている。 変質して緑色を呈する粗粒岩で， 斑晶として斜長石・普通輝石および紫蘇輝石を， 石基として斜長石と石英・普通輝石， 変質した紫蘇輝石および緑泥石などの変質鉱物を含有する。
石英閃緑玢岩 [ P ] は， 湯ヶ島層群とともに白浜層群を貫いている。 ときには長径 2 km に達する大規模なものも存在する。 斑晶は斜長石と普通輝石で， 紫蘇輝石はまれに存在する。 石基は斜長石・石英・普通輝石・紫蘇輝石などからなる。 石基斜長石が長径 0.1 mm の板状を呈し， その間を多量の石英が埋める粗粒岩から， 細粒のものまで種々の岩相がみられる。
細粒石英閃緑岩 [ P ] は， 沼ノ川 [ ← 長九郎山の東北東方 5 km ] 部落付近で湯ヶ島層群を貫く。 帯緑白色を呈する粗粒岩の小岩体である。 鏡下では 長径 0.7 mm 程度の斜長石と そのあいだを埋める少量の石英とからなる等粒状組織を呈する。 有色鉱物は 少量の普通輝石と それよりも多量の２次鉱物であるアクチノライト（ウラル石）・ 絹雲母・ 緑泥石・ 緑簾石・ 方解石・ 鉄鉱とからなる。
玄武岩 [ B ] は， 湯ヶ島層群中および白浜層群の凝灰質砂岩 [ Ss ] ・白色凝灰岩 [ Sf ] をしばしば貫いている。 通常は斑晶の少ない普通輝石橄欖石玄武岩であるが， 婆娑羅山の南 1.5 km などには， 橄欖石斑晶の著しく多い斑状玄武岩もみられる。
天城峠トンネルの北口に露出する岩脈は， 斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・（変質した）橄欖石・鉄鉱からなる粗粒玄武岩である。 TSUYA（1937）による化学分析値とノルムとを第 5 表の 1A・1B に示す。 蓮台寺の西方の沢の奥のものは斜長石・輝石の斑晶をもつ輝石玄武岩である。 これの化学分析値・ノルムを第 5 表の 2A・2B に示す。
| SiO2 | TiO2 | Al2O3 | Fe2O3 | FeO | MnO | MgO | CaO | Na2O | K2O | P2O5 | H2O + | H2O - | Total | |
| 1A | 50.23 | 0.93 | 17.59 | 2.44 | 6.69 | 0.27 | 5.84 | 10.28 | 2.13 | 0.27 | 0.06 | 2.12 * | 1.25 | 100.10 |
| 2A | 49.49 | 0.93 | 20.39 | 3.74 | 5.31 | 0.14 | 4.00 | 10.28 | 1.99 | 0.43 | 0.19 | 1.03 | 1.72 | 99.64 |
| Q | or | ab | an | wo | en | fs | mt | il | ap | |
| 1B | 4.84 | 1.60 | 18.02 | 37.64 | 5.42 | 14.54 | 9.24 | 3.54 | 1.77 | 0.14 |
| 2B | 7.39 | 2.56 | 16.83 | 45.42 | 1.87 | 9.96 | 5.12 | 5.43 | 1.76 | 0.44 |
安山岩 [ A ] は， 短小な岩脈としてしばしば存在する。 変質の著しいものも多いが， また新鮮な普通輝石紫蘇輝石安山岩・普通輝石安山岩も存在する。
石英安山岩 [ D ] は， しばしば広大な面積を占めて存在し， また短小な岩脈もみられる。 角閃石石英安山岩・輝石石英安山岩など種々の岩相のものがみられる。 なお， 長径 8 km にも及ぶ岩体でも， 深成岩相は全く示さない。
流紋岩 [ R ] は， やや幅の広い岩脈としてみられる。 下田の北方の落合 [ ← 下田の北方 5 km ] 付近では湯ヶ島層群を貫く角閃石流紋岩が散在し， 松崎の南方の蛇石火山の西側では角閃石流紋岩が白浜層群シルト岩類を貫き， 下田の西方の馬込付近では黒雲母流紋岩が輝石安山岩・石英安山岩を貫いている。
北隣の修善寺図幅地域の延長が， 本地域の中央北縁近くの猿山にみられる。 湯ヶ島層群を不整合に覆う分布を示し， 石英安山岩 [ Nd ] と輝石安山岩 [ Na ] との互層からなり， 砂岩・シルト岩 [ Ns ? ] をわずかに挾んでいる。 ほとんど水平に分布し， 厚さは約 400 m である。 化石はみいだされていない。 盛谷・沢村（1965）の猿山安山岩類である。
下部および上部を占める石英安山岩 [ Nd ] は， それぞれ約 100 m の厚さをもち， 湯ヶ島層群に接する基底部には， 凝灰角礫岩状を呈する自破砕部が存在し， これに石英細脈が発達している（宮ヶ原 [ ← 猿山の西方 3 km ] の東北東）。 径 1 cm に達する大型斑晶に富む斑状岩であるが， 石英はまれに認められるのみである。 同源捕獲岩に富む。 変質して青緑色を呈している。 無斑晶質安山岩岩脈にしばしば貫かれる。 斑晶は斜長石・石英・普通輝石および紫蘇輝石である。 石基は斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・アルカリ長石・ガラス等からなる。
中部を占める安山岩 [ Na ] は数枚の熔岩からなり 150～200 m の厚さをもつ。 宮ヶ原の東では， 石英安山岩を直接覆うが， 他では火山円礫岩が介在する。 猿山の西腹では， 礫岩の下部に約 1.5 m の石英安山岩質砂岩があり， その上に約 2 m の厚さの， 淘汰不良の礫岩がみられる。 礫岩の礫は変質石英安山岩・変質安山岩で， その間は緑色砂に埋められる。 熔岩はやや変質して暗褐色を呈するが， 下位の石英安山岩に似た外観を呈する， 普通輝石紫蘇輝石安山岩で， 石基にもこの両種の輝石が存在する。
安山岩を覆って， 各所に礫岩があり， その厚さはときに 60 m に達する [ Ns ? ] 。 猿山の北北西部には， 下位から礫岩， 灰色凝灰質砂岩， 凝灰角礫岩， 礫岩と累重し， 石英安山岩に覆われている。 これらはいずれも固結度が低く， 淘汰不良である。 礫岩の礫は径 30 cm の亜円礫であり， 凝灰角礫岩にも径 5 cm の亜円礫が含まれている。 なお， 猿山の北腹， 南西腹には無層理の暗褐色頁岩が存在する。
上記の岩類を貫いて少量の斜長石・角閃石を斑晶とする無斑晶質安山岩の岩脈 [ N ? ] がある。
この地域の中央北寄りの長九郎山付近に分布する。 長九郎山の頂上（海抜 995.7 m）は 湯ヶ島層群に由来すると考えられる珪化岩からなり， その東と西に分かれて， 海抜 600 m から 900 m の高所に本岩類が約 160 m の厚さで存在する。 東では白浜層群上部の輝石安山岩類も覆っている。
長九郎山の南では， 変質した湯ヶ島層群の上にやや固結した礫層がみられる。 これは， ガラス質の未変質安山岩のよく円磨された巨礫からなり， その間は火山砂， 白色粘土に埋められている。 しかし， その末端， すなわち， 池代の北東稜線では白色粘土化した基盤岩を直接安山岩が覆い， また， 長九郎山と池代とのほぼ中間の地点で， 沢の壁に同様な直接部がみられ， 礫層の分布が局地的であることを示している。
本岩類 [ C ] は石英含有普通輝石安山岩の数枚の熔岩からなっており， 火山砕屑岩を全く挾んでいない。 またきわめて新鮮で， 変質した基盤岩に直接する部分でも， 節理に沿ってわずかに粘土化が生じているにすぎない。
熔岩は板状節理がよく発達しており， その下底部には， 岩滓状部が小規模に存在するのみである。 灰青色を呈する中粒の緻密な岩石で， 肉眼でも輝石斑晶がめだつ。 斑晶として斜長石・普通輝石およびやや多量の石英を含有し， 石基は優白質で， 斜長石・紫蘇輝石および無色ガラスからなる。
本岩類の時代を指示するものはなにもないが， 小規模な陸上火山体の開析された残片と考えられるので， ここでは 一応 鮮新世の後期と考える。
この地域の南西部に， 白浜層群のシルト岩類および輝石安山岩類を覆って， やや広い地域を占めている。 石原（1898）によって蛇石火山と命名されたものである。 SAMESHIMA and MUTSUURA（1954）による研究がある。
低平な熔岩台地を作るが， 長者原 [ 位置不明 ; 蛇石火山の北西方 ? ] ， 大池（第 17 図）および 一町田 でみられるような凹地があり， 長者原でみられるように， 厚さ 50 cm の砂礫層の下に褐鉄鉱と黒色マンガン土とからなる薄層が存在し， 温泉作用のあったことを示す例からみても， これらの凹地は火口ないし爆裂火口の跡と考えてよいようである。
数枚の熔岩から構成されており， 200 m 前後の厚さをもつが， 火山砕屑物はほとんど挾んでいない。 熔岩は一般には， 柱状節理がよく発達しているが， その末端にあたる海岸部では， 塊状ないし自破砕熔岩になっている。 きわめて新鮮であるが， 岩滓状を呈する部分は風化して泥土化している。
岩石は橄欖石含有普通輝石紫蘇輝石安山岩で， 斑晶は斜長石・紫蘇輝石・普通輝石・鉄鉱および橄欖石からなり， 石基は主として， 斜長石・紫蘇輝石・普通輝石および鉄鉱からなり， 燐灰石・クリストバル石・鱗珪石・金雲母を伴う。 常に黄色の同源捕獲岩片を包有し， 長者原付近でとくに多量にみられる。 なお一町田付近で採取した標本中には， モザイック状斜長石・ 斜万輝石・ 緑色スピネルおよび鉄鉱（?）の集合からなる捕獲岩片がみられる。
天城火山は伊豆半島でもっとも雄大な火山であり， 修善寺 [ 本図幅の北隣 ] ・伊東 [ 北東隣 ] ・稲取 [ 東隣 ] ・下田 [ 本図幅 ] の４図幅地域にまたがる。
この地域の北東部には本火山の山体の一部がみられる。 古期熔岩 [ AO ] ・新期熔岩 [ AY ] に２分されるが， ともに緻密な輝石安山岩の熔岩流の累重からなり， 火山砕屑物はほとんど挾んでいない。 この本体の活動末期に生じた稲取泥流 [ Am ] は本地域にまで， 川津川の西岸に台地をつくっている。 本体に侵食が進み， ほぼ現在の地形が完成してから， これを取りまくように， 各所に散点的に玄武岩熔岩 [ AB ] が岩滓丘 [ Ab ] を伴って生じている。 またその後に噴出した石英安山岩質軽石も本地域にみられる。
本火山の全体または他の図幅地域内の記載は TSUYA（1937）， 沢村（1955）， 小野・角（1959）， 倉沢（1959）などにある。 倉沢（1959）には本体と， とくに周囲の玄武岩についての多数の化学分析値があげられている。
天城火山の本体をつくる輝石安山岩は中性ないしやや酸性にわたるが， 互いによく似ている。 青灰色または灰白色， 緻密で， そのなかに淡色のオートリスを含むことが多い。 斑晶として， 斜長石・紫蘇輝石・普通輝石をほとんど常に有し， しばしば， 橄欖石と石英あるいは角閃石を含む。
角閃石はほとんど常に， 完全に細粒の輝石と磁鉄鉱からなるオパサイトとなっている。 石基は斜長石・普通輝石・紫蘇輝石・鉄鉱・ガラスからなり， ときにアルカリ長石・珪酸鉱物も認められる。 なお酸性の安山岩では， 石基に普通輝石を欠くこともある。
この地域の北縁には， 本体の主要部を構成した新期熔岩 [ AY ] があり， これは主として中性の輝石安山岩（ときに橄欖石または角閃石斑晶を含む）からなる。 これに先立って生成した古期熔岩 [ AO ] からなる 登尾 山 [ or 登り尾山 ; 標高 1056 m ] は， 400 m 前後の厚さをもち， やや塩基性の橄欖石輝石安山岩の数枚の熔岩からなる。 登尾山と前後して生成したと考えられる 三筋 山の古期熔岩は， 東隣の稲取図幅で浅間山熔岩としたものの連続であり， 全体としてやや酸性の安山岩， すなわち紫蘇輝石安山岩・角閃石輝石安山岩からなり， これも 300 m 前後の厚さをもっている。
[ 本図幅の東隣の ] 稲取図幅地域に主として分布し， その一部が川津川沿いに海抜 140 m 以下の台地を構成している。 天城火山の輝石安山岩の径数 m 以下さまざまの大きさの礫と その間を埋める泥土とがきわめて不規則に混合している。 [ 三筋山の東方の稲取図幅地域内の ] 白田 川の上流地域の爆発により生成したものと考えられる。 なお稲取図幅地域内の本層中から産出した樹木片の 14C 年代は 24,950 ± 1250 であった（笠原， 1964）。
伊東図幅地域内の大室山火山群の活動と前後して 天城火山の周辺に散点的に形成されたものの一部である。 この地域で最も大規模なものは， 比高 250 m， 直径 1.5 km の岩滓丘の鉢山 [ ← 鉢ノ山 ? ; 梨本の北東方 2 km ] を構成し， その西麓と南麓から， 2 km の距離まで熔岩を流し出している（第 18 図）。 鉢山の北北西 2 km には比高 10 m， 径 50 m 程度の低平な小噴石丘があり（第 18 図）， 南方に熔岩が流下している。 鉢山の南東， 大池・小池付近には， 中間に風化・侵食面をはさんだ２枚の岩滓層が分布する（小野・角， 1959， p．21）。 その北端にある小凹地（小池）はこの岩滓層の一つの噴出口であろう。 全体の地形からは， この付近の岩滓層の噴出は鉢山よりも古いと考えられる。 鉢山の西方， 登尾山の南面から流出した熔岩は川津川の谷に入り， 谷沿いに梨本付近まで流下して， 途中に河津七滝とよばれる多くの滝をつくっている。 さらに西方の沼ノ川の付近とその北西にも， 山腹から谷へ流下している３つの熔岩流がある。 これらのものは噴出口の所在が不明で， さらに古い時期のものらししい。 以上の諸事実から， この地域の玄武岩は， 断続的に， ある程度の時間にわたって生成したものと考えられる。
鉢山の西麓・南麓にみられるものは橄欖石玄武岩で斜長石と橄欖石を斑晶として， 石基は斜長石・橄欖石・普通輝石・鉄鉱およびガラスからなり， 少量の紫蘇輝石を含有している。
鉢山の南東の川津筏場には， 斜長石斑晶に富み， 石基も粗粒で粗粒玄武岩に近い普通輝石橄欖石玄武岩がみられる。 鉢山の北東の白田川沿いの普通輝石橄欖石玄武岩は， その石基は細粒であるが， 筏場の玄武岩と同様石基に多量の橄欖石・普通輝石および少量の紫蘇輝石が存在する。
その他の玄武岩は， いずれも普通輝石橄欖石玄武岩であるが， 石基には橄欖石の量が少なく， 紫蘇輝石が普通輝石とともに常に存在する。 ときには梨本の北西方のもののようにクリストバル石が比絞的多く認められる。
北縁部を流れる白田川沿いに， よく淘汰され， 成層する軽石層が存在する。 地質図には表現していない。 国有林界の南側では珪化した湯ヶ島層群上に約 3 m の厚さでみられ， また玄武岩熔岩の北側に， ほぼ同じ厚さで現われ， 長さ 15 cm の炭化木片を含有している。 [ 本図幅の北隣の ] 修善寺図幅地域のカワゴ平から噴出した軽石の２次堆積物であろう。 軽石はときには 10 cm のものもあるが， 通常は 2 cm 前後の大きさである。
なお， 沼ノ川の付近でみられるように， 玄武岩岩滓の下部が白色軽石からなることも， その例は少ないが， 存在する。
本地域には段丘の発達がきわめて悪く， ごく狭く， 以下にのべる比高も小さい数例が認められるだけで 地質図上には表現していない。
松崎の東方， 大沢温泉の北側には， 比高 30 m の段丘が存在し， 巨礫礫層からなる。
蓮台寺の北約 4 km の宇土金には， 比高 20 m の段丘が約 600 m の間に存在する。 亜炭薄層を介在する， よく成層した砂層とこれを覆う砂礫層からなる。
蓮台寺の北東側の河内 [ 位置不明 ; 伊豆急 蓮台寺駅の北東方 500 m ? ] には， 稲生沢川沿いの両岸に比高 5 m の段丘がある。 よく円磨された巨礫礫層からなる。
なお， 川津川沿い， 湯ヶ野から梨本にかけて海抜 120 m の段丘面がみられるが， これは鉢山の玄武岩熔岩によるせきとめの結果生じたものと考えられ， 同様の例は， その上流の 萩ノ入 [ ← 梨本の北西方 3 km ] 部落の入口でもみられる。
本地域には， 一般に表土がきわめて厚く発達しており， 比較的安定した地域のごとくであって， 変質帯が広く発達し， 山腹の傾斜も急であるにもかかわらず， 山崩れの発生は比較的に少ない。
しかし， 過去の大規模な山崩れのあととみられる崖錐は， 北西部の 大城 部落 [ ← 宮ケ原の南方 ? ] ， 一色 部落 [ ← 松崎の北北東方 4 km ] の北西， 門野部落付近 [ 位置不明 ; 一色と長九郎山の間 ? ] ， また北東部では鉢山の北側などにみられる。 いずれも後背地を構成する岩石からなる淘汰不良の礫層からなっている。
下田の東方の白浜海岸にのみ存在する。 白浜神社の南西方に， ほぼ南北方向に 200 m の間 断続し， 比高は約 10 m である。 よく固結した砂層からなり， 40°を超える急傾斜の斜層理を呈し， 貝殻片を多量に含有する。 白色を呈し， 団結しているために， 白浜層群の砂岩と見誤られ易い。 しかし， 淘汰がきわめて良好な， 均一の砂からなっている。
松崎， 仁科， 下田あるいは河津など， 規模のやや大きな河川の河口には， 平坦な沖積地が存在する。 松崎の東方の温泉試錐では約 50 m の厚さで均質な海成砂層からなり， 貝殻片を多量に含有している。 各地の沖積地も同様な海成砂層からなるものであろう。
本地域には， 17 世紀初頭にすでに隆盛を極めた 繩地 鉱山をはじめとして， 古くから開発された鉱山が少なくない。 その多くは， 金・銀を主として， 銅・鉛・亜鉛・マンガンを伴う浅熱水性鉱脈で， 湯ヶ島層群中に， あるいは白浜層群の珪化変質帯に密接して存在する。 そのほかには， 堆積性マンガン鉱床， 珪石・明ばん石・硫黄などを産する熱水交代性鉱床および いわゆるカリ石英粗面岩がある。 また， 凝灰質砂岩の一部は， 古くは伊豆石とよばれて建築石材として著名であった。 変質安山岩の一部は現在は砕石として採取されている。 温泉は川津川沿いに古くから知られているが， 現在では， 各地で試錐によりみいだされ， 利用されている。
この型の鉱床は， 主要鉱物によって分類すると， 金銀鉱床， 銅鉱床， 雑鉱鉱床と黄鉄鉱鉱床に区分され， これにマンガン鉱床が加わるが， 一般に鉱脈中の硫化物の晶出順序は， 黄銅鉱 → 閃亜鉛鉱 → 方鉛鉱 → 輝銀鉱 → 自然金の順であって， 一つの鉱脈の下部が黄銅鉱， 末端は閃亜鉛鉱・方鉛鉱， 上部は金・銀という変化もみられ（奥山 [ 鉱床 ] ）， また， 黄銅鉱を主とする鉱脈を中心として， 閃亜鉛鉱脈， 含銀脈， 含金脈がそれぞれ別脈をつくり至近に存在する例（佐賀野 [ 鉱床 ] ）もみられ， これらはすべて成因的には密接な関係をもっている（竹内， 1968）。
金銀鉱床のうち， 主要なものは 蓮台寺 および 繩地 鉱床である。
蓮台寺鉱床は下田の北西 4 km の蓮台寺温泉周辺に， 湯ヶ島層群中にあるが， 鉱化作用は白浜層群にも及んでいる。 16 世紀末に発見されていたといわれ， その盛んに採掘されたのは 1915 年頃からであり， 1943 年に休止して以後回復が試みられたが， 海抜 11 m 以下は 65 ℃ の温泉にみたされているためもあって， 現在は休山となっている。
鉱床は多くの平行脈群からなる（第 21 図）。 おおむね北西 - 南東の走向を示し， 多くは南に 75°の急傾斜をなし， 走向延長は 200～900 m， 脈幅は 30～200 cm で変化に富み， ときには 10 m に膨大する。 昭和 30 年後半の精鉱品位は Au : 4.2 gr / t， Ag : 28 gr / t であったが， 一般に含銀量が著しく高く， 銀金比は 60 に達する点が特徴である。 また南西端の大沢ヒと桧沢ヒはテルル鉱物を産し， その北側の珪化帯のほぼ中心にある鶴ヶ峰ヒおよび猿喰ヒは銅鉱に富んでおって， これより北東方に併列する掛橋ヒ， 大方ヒ， 藤ヶ坑ヒなどは， いずれもマンガン鉱を伴う特徴を示している。
繩地鉱床は東海岸中部の繩地周辺を占めている。 北東部の天嶺山付近は大松山鉱山， 南東部を繩地鉱山， 南西部は運上鉱山とよばれて， 運上鉱山は 17 世紀に隆盛を極め， 大松山鉱山は明治年間に稼行され， 繩地鉱山は昭和年間に探鉱され， 現在も小規模に採掘されている。
運上鉱山は湯ヶ島層群の変質安山岩中にあって， 他は白浜層群の石英安山岩中にある裂カ充填石英脈で， 運上山にはほぼ東西に走る平行脈が 3 本， 大松山にはほぼ北西 - 南東に走る多数の平行脈があり， そのうちの 5 本が稼行され， 繩地には多数の鉱脈があり， そのうち銀一ヒが現在おもに穣行されている。 銀一ヒの平均品位は， Au : 5.4 gr / t， Ag : 89 gr / t で含銀量が著しく高い。
銅鉱床としては， 佐賀野および奥山の２鉱床がみられる。
佐賀野鉱床はこの地域の北東縁に近く存在する三筋山の西麓に， 湯ヶ野から約 4 km の地点にある。 付近は湯ヶ島層群に属する緑色砂岩， 緑色凝灰角礫岩を主として変質安山岩， 火山円礫岩を挾む地層が分布し， これを貫いて数本の無斑晶質安山岩岩脈が存在する。 この安山岩岩脈に沿う青色粘土中に， 含金石英脈および黄銅鉱を含有する赤鉄鉱石英脈が発達している。 石英脈の幅は 10～50 cm で， 規模は小さいが， 銅品位は高い。
奥山鉱床は この地域の南縁の中央より西によった岩樟園から青野にかけての地域を占めており， 延長 8 km， 幅 2 km にも達する巨大な石英安山岩と， これを貫く， 多くの輝石安山岩および閃緑玢岩の岩脈から構成されている。 これらは熱水作用のために， 珪化， 粘土化， 緑泥石化等を受け， かなり広い変質帯が形成されている。
鉱脈は含金銀銅石英脈で, N 50～70°W のほぼ一定した走向をもって平行配列している。 最も大きい梅ヒは延長 900 m， 平均脈幅は 94 cm である。 鉱石鉱物は黄銅鉱， 黄鉄鉱を主として閃亜鉛鉱がこれに次ぎ， 少量の方鉛鉱， 微量の自然金， 輝銀鉱が伴われている。
雑鉱鉱床は， 鉄， 銅， 鉛， 亜鉛等の硫化物からなる複雑な鉱物組成をもつ鉱脈からなっており， 湯ヶ野鉱山（川津川流域の鉢山の南西麓）のように重晶石を多く伴い， 黒鉱式鉱床に近いものがあるが， いずれも規模は小さい。
黄鉄鉱鉱床は， 北西部の仁科川の上流にあって， 黄鉄鉱石英脈からなるが, 規模は小さい。
マンガン鉱床としては， この地域には次節にのべる堆積性鉱床が多いが， 蓮台寺鉱山にみられるように脈石として多量に産する例があり， また下田の北方の万蔵山 [ = 寝姿山 ] には， 流紋岩岩体中に微量の金を含有するマンガン石英脈があり， かつて稼行されたという例もまた存在する。
この型の鉱床としては， 石英安山岩質火山円礫岩の中に， 層理と調和的に介在する型（ 池代 鉱山， 小杉原鉱山）と， 石英安山岩あるいは輝石安山岩中の割れ目を埋めて， または団塊状をなして存在する型（ 峯輪 [ ← 松崎の東方 4 km ] ， 安良里 [ ← 図幅地域北西隅 ] ， 野畑 [ ← 仁科の北北東方 2.5 km ] 鉱山 など）とがある。 後者は鉱脈と漸移する型とも考えられるが， そのほとんどが石英安山岩類ないし白色凝灰岩類中に存在すること， 鉱石は脈石を伴わぬこと， 母岩に変質のみられぬことから， この項に含めた。 いずれも小規模のものである。
池代鉱山は松崎の東約 8 km の池代部落の北に， 輝石安山岩岩脈の北に接して谷の両側に存在する。 白浜層群の基底をなすと考えられる火山円礫岩の基質として， また層状をなして存在している。 谷の西の道路では， 輝石安山岩に貫かれて堅硬となっている。 その東側の坑道内では 45 cm の厚さの赤色チャート上に約 20 cm の厚さで黒色マンガン鉱があり， 白色軽石凝灰岩に覆われる。 なお， 鉱層の厚さの変化は著しく， ときには 1 m に達した。 谷の東側では， 円礫岩中に礫を膠結する物質として， または団塊鉱として産し， ときには礫岩上部にはよく円磨された礫， すなわち漂積鉱としても産する。 ここには 繊維状を呈するトドロキ石が セピオライト（2 MgO・3 SiO2・2 H2O）とともに産する（竹内， 1968）。 なお鉱層は N 70°W， 25°N で分布する。
小杉原鉱山は， 池代の南西約 2 km の小杉原部落の西側にあり， 池代と同様に石英安山岩質火山円礫岩中に礫の間を埋めており， トドロキ石も産する（盛谷・沢村， 1965）。
この地域には， 硫気変質作用によって生じた珪化帯， 粘土化帯が広く発達し， その一部が非金属鉱床となっている。
珪石鉱床としては， 一般には鉄， アルミナの溶脱が不充分で品位不良であるが， 北東隅の白田川の上流， あるいは長九郎山の山頂にやや品位良好のものが， 小露頭をなして存する。
明ばん石鉱床は長九郎山の北腹で， アルミナ資源として昭和 10 年代に採掘されたことがある。 強珪化帯の周辺にやや広く存在する。
硫黄は， 白田川の上流の珪化岩の孔隙を埋めて少量存在する。
絹雲母質粘土は， 南縁中部に存在する一条 部落付近で， 黒雲母流紋岩が熱水作用によって変質交代されて生成している。 古くは金銀等の金属鉱山として一条鉱山の名で稼行された。 粘土の採掘は一条坑で行なわれている。 鉱体はその走向（N 80°W）延長は 150 m 以上， 傾斜延長 60 m 以上で脈幅 30 cm 以上のレンズ状をなしている。
絹雲母質粘土の鉱物学的諸性質については HASHIMOTO（1952）の報告がある。
鉱石は多量の絹雲母， 少量のカオリン， 石英からなり硫化鉱物を伴い， 製紙用となる。
カリ石英粗面岩は， 下田の東側の万蔵山にみられる。 その新鮮な部分は斜長石流紋岩であるが， その岩体の大部分はきわめて不規則に変質作用を蒙り， カリが濃集して， 時には 10 % にまで富化している。
湯ヶ島層群の緑色凝灰質砂岩および凝灰質シルト岩， および白浜層群の凝灰質砂岩の一部は， 伊豆石として， 明治から大正にかけて盛んに切出された。 川津川下流で， 沢田から田中 [ 位置不明 ; 沢田の南南東方 1 km ] にかけて坑道が通じており， 大量採石の跡を示し， また繩地付近， 蓮台寺の南西稜線， 松崎・仁科付近などにも採石の跡があるが， 現在ではほとんど利用されていない。
現在は， 松崎の東方の小杉原付近で湯ヶ島層群の変質石英含有安山岩類， 峰温泉 [ ← 川津川沿いの沢田の対岸・南西方 500 m ] の北西方， 下田の西側の輝石安山岩岩脈などが， 砕石としてやや大量に採取されている。
温泉は， 第 22 図に示したようにきわめて豊富であり， 西海岸の堂ヶ島， 松崎， 雲見のように， 1,000 m 以内の試錐によって新しく開発が盛んに行なわれている。
泉質は単純泉あるいは弱食塩泉であり， その温度は， 峰， 湯ヶ野が 90 ℃ 以上， 仁科， 横川， あるいは毛倉野に 30 ℃ 以下のものがみられるが， 他は 50 ℃ 前後である。 湯量は峰・谷津地区で毎分 7 t， 蓮台寺で毎分 3 t， なお蓮台寺鉱山坑内， 峰温泉の大噴湯は毎分 1 t の大量を湧出している。
QUADRANGLE SERIES
SCALE 1 : 50,000
Tokyo（8） No. 105
By Kōnosuke SAWAMURA, Kiyoshi SUMI, Kōji ONO ＆ Tomoyuki MORITANI (Written in 1969)
The area surveyed covers the southern part of the Izu peninsula which constitutes the core of "Southern Fossa Magna", the southern part of a great Neogene depression traversing the Japanese mainland from north to south at the central part. Along this tectonic depression, a violent submarine volcanism took place and accumulation ofits products went on throughout the Neogene. The area emerged in the late Pliocene but volcanism has continued active through Quaternary and formed many subaerial volcanic cones. A summary of the stratigraphic sequence is given in Table 1．
| Quaternary | Amagi Volcano | Basalts | Alluvium, Sand dune, Detritus | |
| Inatori mudflow | Terrace deposit | |||
|
Main body of
pyroxene andesite |
younger lava
older lava | |||
| Ja-ishi Volcano (200 m) | ||||
| Pliocene | Chōkurō Andesites (160 m) | |||
| Nekko Dacites (400 m) | ||||
| Miocene |
Shira-hama Group
(700 m ±) |
Pyroxene andesite
Tuffaceous siltstones Taffaceous sandstones Limestone Rhyolites White tiffs Dacites Aphyric andesites Basalts | ||
| Shira-kawa Basalts (700 m ±) | ||||
|
Yuga-shima Group
(3,500 m ±) |
Quartz andesites
Tuffaceous sandstones and pumice tuff Pyroxene andesites | |||
The oldest formation of this area is the Yuga-shima group, which is a thick volcanic complex of more than 3,500 m in thickness. Geologic age of the formation is probably early or middle Miocene, although it is not precisely determinable because of the lack of leading fossils．
The group in this area is divided roughly into three parts : the lower part is composed of lava and tuff breccia of pyroxene andesite and basaltic andesite ; the middle part is a thick accumulation of marine pyroclastic sediment intercalated with a few beds of pumice tuff, and contains shallow-sea shell fossils ; the upper part is made up of lava and coarse-grained pyroclastic rocks of quaItz andesite and pyroxene andesite．
The rocks of the group have been subjected to the low-grade metamorphism to form zeolites, chlorite and sometimes epidote. The principal structure of the group is gentle folding with the axes trending E - W or NW - SE directions and the dip of strata is about 30° at the wings, but the later faults cut this group to form many separate blocks．
The Shira-kawa basalts cover the Yugashima group unconformably. It consists of aphyric basalt and intercalated well-bedded tuffaceous sandstone and siltstone. The thickness of this formation is ahout 700 m, but no fossil has been found．
The Shira-hama group overlies the Shira-kawa basalts and the Yuga-shima group with unconformity. It occupies more than half of this area, while its thickness is rather small being 700 m at most. The most characteristic feature of the group is the variety of rock facies inter-fingering each other. Generally speaking, they are grouped into three parts : the lower, the middle and the upper. The components of the lower part are predominant dacite lava and its thin white tuff, a lot of thin layers of basalt and aphyric andesite intercalated in the former, and a thick pile of rhyolite volcanic breccia found at the top of this part. Dacites are well developed along the north-western and southern peripheries of the area, and especially in the latter there are found thick massive beds of pyroclastic flow deposit formed in the shallow water. The middle part is composed predominantly of tuffaceous sandstone and siltstone, which are highly variable in their grain size both laterally and vertically, and are rich in cross lamination. The sandstone contains the fossil shell fauna of the late Miocene age, and the faunal composition indicates the depth of 50 to 150 m. The upper part consists mainly of pyroxene andesite lava, volcanic breccia and volcanic conglomerate. However, at the base are also partly developed other facies, such as basaltic andesite or olivine-pyroxene andesite in the north-eastern area and acidic pyroxene andesite in the southern end.
As a particular facies in the group, there are several lenses of limestone or volcanic conglomerate with calcareous matrix at or near the base. Although small in size, they are very important, because in some of them are found such leading fossils as Lepidocyclina nipponica (HANZAWA), L. angulosa (PROVAL) and Miogypsina kotoi HANZAWA. These foraminifera are generally believed to be of early Miocene in the other places of Japan so far, but this common view does not seem to fit here, because the shell fossils found in the same group are all of late Miocene. Judging from the above-mentioned facts, the geologic age of the Shira-hama group seems to be middle to late Miocene.
The rocks of the group is usually very fresh except in the areas of solfataric activities, along which the rocks are altered to silica stone, alunite-bearing clay or green earth. In some places such peculiar phenomenon as concentration of potash in rhyolite is also found.
Dikes or intrusive rocks occur abundantly in this area. Rock species of dike are usually of basalt, andesite and rhyolite. Some small masses of diorite porphyrite or quartz diorite porphyrite are found in the Yuga-shima and Shira-hama groups. Dacites in gigantic mass are not a few in this area, and some of them intrude the upper part of the Shira-hama group. They always show volcanic texture instead of plutonic features regardless of the size of the bodies.
The Nekko dacites are composed of thick lava flows of pyroxene dacite and pyroxene andesite, and partly of intercalated thin layers of loose sandstone or conglomerate. They sit flat unconformably on the Yuga-shima group. Although no fossils are found in the formation, it is supposed to be Pliocene from its lithologic characters.
The Chōkurō andesites are the remains of a deeply dissected subaerial volcano, made up of quartz andesite lava. The rocks are very fresh as compared with the silicified ones of underlying Yuga-shima group. The age of this volcano is presumably of late Pliocene.
The Ja-ishi volcano is situated in the south-western part of this area. It is made up only of lava flows of olivine - pyroxene andesite, lacking in pyroclastic intercalations. It forms a flat plateau as a whole with a few small depressions on the surface, which seem to be remains of pit crater or explosion crater. It seems to have been active during early Quaternary.
The Amagi volcano is situated at the north-eastern corner of this district and only south-western part of the volcano is distributed in it. The main body is composed of lava flows, without pyroclastics, of pyroxene andesite, which sometimes carries phenocrysts of olivine or hornblende. The main body seems to be constructed in Quaternary and at its final stage of the activity there occurred an explosion resulting the outflow of the Inatori mudflow deposited along the west side of the Kawazu river. Activity of parasitic basalt volcanoes took place in Holocene after a long period of erosion of the main body. They are located on the foot of the main volcano all around, and some of them compose beautiful scoria cones. The lavas are olivine basalt or augite - olivine basalt.
Detritus or Alluvium are poorly developed in this area, occupying only restricted narrow places.
One of the most important natural resources in the Izu peninsula is gold, and it is said that the dawn of its full-scale exploitation goes back to the end of the 16th century, when the Rendai-ji and Nawaji mines in this area were first worked. But these mines are now almost worked out and closed. The Rendai-ji mine was famous for the occurrence of telluride gold ore.
The above-mentioned gold deposits are of epithermal veins, in which silver, copper, zinc, and lead are contained in addition. Another type of metallic deposit in this area is sedimentary and related manganese deposit and some of them contains radial aggregates of todorokite, a manganese dioxide. Most of them occur on a small scale near the basal part of the Shira-hama group, especially being accompanied with Lepidocyclina limestone at the Ikeshiro mine.
All the non-metallic deposits are the product of hydrothermal replacement by solfataric activities [ see [notes] bellow ] . They are sericitic clay, silica stone, alunite, sulphur and potash rhyolite. Only the sericitic clay is now mined at the southern end of this area as raw material for the paper industry.
Hot springs of this area seem to be clustered along the three zones running parallel to the NW - SE direction. Most springs are natural spring, while those at the west coast are discovered by drilling about 700 m deep.
昭和 45 年 7 月 17 日 印刷 昭和 45 年 7 月 24 日 発行 著作権所有 工業技術院 地質調査所 (C) 1970，Geological Survey of Japan